Document Type : Original Article
Authors
1 Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
2 Department of Geology, University of Tabriz,Tabriz, Iran
3 1: Department of Geology, Bu-Ali Sina University, Hamedan, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
ازآنجاییکه میگماتیتهای همدان رخنمون کمابیش گسترده، تنوع ساختاری، کانیشناسی و پیدایش (ژنز) دارند، تا کنون پژوهشگران بسیاری (مانند: Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Jafari, 2007;0 Sepahi et al., 2009; Shahbazi, 2010; Saki, 2011; Saki et al., 2012; Sepahi et al., 2013) به بررسی آنها پرداختهاند. در این بررسیها، ذوببخشی عامل اصلی میگماتیتزایی دانسته شده است و میگماتیتهای منطقه از گروه کم فشار- دما بالا شناسایی شدهاند. با وجود بررسیهای ارزشمند یادشده، نسلهای گوناگون کانیها و رویدادهای گوناگون دگرگونی منطقه و نقش آنها در میگماتیتزایی شناسایی نشدهاند. در این مقاله، شیمی کانی، دمافشارسنجی، نسلهای گوناگون کانیها و نقش رویدادهای گوناگون دگرگونی در میگماتیتزایی این سنگها بررسی میشوند.
جایگاه جغرافیایی و زمینشناسی منطقه همدان
از دیدگاه پهنه زمینساختی، منطقه همدان در بخش شمالباختری پهنه سنندج- سیرجان جای دارد. برخی پژوهشگران (مانند: Alavi، 2004) پهنه سنندج- سیرجان را بخشی از کوهزاد زاگرس دانسته و آن را زاگرس فلسمانند نامیدهاند. به باور Mohajjel و همکاران (2003)، منطقه همدان در زیرپهنه با دگرریختی پیچیده جای دارد. سنگهای آذرین منطقه از گروههای گوناگون بازیک (گابرو) و حدواسط (دیوریت) تا اسیدی (انواع گرانیتوییدها) تغییر میکند. پیدایش توده پلوتونیک الوند مهمترین پدیده آذرین منطقه است که در چندین مرحله، ماگماهای گوناگون بازیک تا اسیدی در پیدایش آن نقش داشتهاند (Sepahi, 1999). Shahbazi و همکاران (2010) سن سنگهای پلوتونیک الوند را برای گابروها 8/1±5/166 میلیون سال پیش، برای گرانیتها 9/0±9/163 و 6/0±7/161 میلیون سال پیش و برای لوکوگرانیتها 3/1±4/154 و 7/2±3/153 میلیون سال پیش بهدست آوردهاند. Mahmoudi و همکاران (2011) و Chiu و همکاران (2013) نیز سن گرانیتهای الوند را 165 میلیون سال پیش بهدست آوردهاند. سنگهای دگرگونی منطقه طیف گستردهای از دگرگونیهای ناحیهای تا دگرگونی همبری را در بر میگیرند. سنگهای دگرگونی ناحیهای دربردارندة اسلیت، فیلیت، گارنت شیست، آندالوزیت شیست، استارولیت شیست، سیلیمانیت شیست، آمفیبولیت و میگماتیت بوده و سنگهای دگرگونی همبری دربردارندة گارنت هورنفلس، کردیریت هورنفلس و فیبرولیت گارنت هورنفلس هستند. رویدادهای سنگهای متاپلیتی، متاپسامیتی، متابازیک و کالکسیلیکات این منطقه در زمانهای متفاوت دچار دگرگونیهای گوناگونی (Sepahi et al., 2006) شدهاند. در این میان، گسترش متاپلیتها در منطقه بسیار چشمگیر است. بهترین رخنمونهای پهنه میگماتیتی در مناطق درهسیمین (همدان) و درهعمر (تویسرکان) دیده میشوند (شکل 1). ساختهای گوناگونِ استروماتیک، سورئتیک، فلبتیک، نبولیتیک، دیکتیونیتیک، پتیگماتیک، شولن و شلیرن از مهمترین ساختهای دیدهشده در میگماتیتهای منطقه هستند. از دیدگاه پیدایش، میگماتیتهای منطقه کمپلکس بودهاند و بهترتیبِ اهمیت، فرایندهای ذوببخشی، تفریق دگرگونی و تزریق در میگماتیتزایی نقش داشتهاند (Jafari, 2007). سنگهای متاپلیتی سنگمادر میگماتیتها هستند که هنگام رویداد دگرگونی در منطقه دچار تغییرهای ساختی و کانیشناسی گوناگونی شدهاند.
شکل 1- نقشه سادهشده منطقه همدان و جایگاه رخنمون سنگهای میگماتیتی در منطقه درهسیمین و درهعمرِ تویسرکان (جنوب شهر همدان)
روش انجام پژوهش
پس از مطالعات صحرایی، شمار 350 نمونه دستی برداشت شد. از میان آنها، شمار 150 مقطع نازک میکروسکوپی و 40 مقطع نازک-صیقلی از بخشهای گوناگون نمونههای میگماتیتی در کارگاه مقطعگیری دانشگاه بوعلی سینا ساخته شد. برای بررسی شیمی کانیها و بررسیهای دمافشارسنجی بهروش ریزکاو الکترونی، شمار 5 مقطع نازک صیقلی برگزیده شدند. در این مقطعها، 99 نقطه از کانیهای درون بخش مزوسوم سنگهای میگماتیتی در آزمایشگاه میکروپروپ (الکترونمایکروپروپ) موسسه تحقیقات پیشرفته فراوری مواد معدنی ایران با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی مدل SX100 (ساخت شرکت Cameca فرانسه) در ولتاژ kV 15، فشار Torr 7-10*4 و آمپراژ nA20 تجزیه شدند. برای ارزیابی شرایط دما و فشار پیدایش میگماتیتهای بررسیشده، این دادهها با روشهای گوناگون دمافشارسنجی (مانند برنامه GPT (Reche and Martinez, 1996) بررسی شدند.
سنگنگاری سنگهای میگماتیتی
از دیدگاه سنگنگاری، میگماتیتهای منطقه به دو گروهِ میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات (شکل 2- A) و میگماتیتهای سرشار از کردیریت (شکل 2- B) ردهبندی میشوند. بیشترین اختلاف این دو گروه در ویژگیهای مزوسوم است؛ اگرچه در لوکوسوم و ملانوسوم آنها نیز اختلافهای کمی دیده میشوند. میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات در منطقه سیمین و میگماتیتهای سرشار از کردیریت در منطقه درهعمر (تویسرکان) گسترش بیشتری دارند.
در بخش مزوسوم میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار، بهترتیبِ فراوانی، پلیمورفهای گوناگون آلومینوسیلیکاتها (آندالوزیت، سیلیمانیت، کیانیت و فیبرولیت)، میکاهای گوناگون (بیوتیت، کلریت و مسکوویت)، کوارتز، گارنت، استارولیت، اسپینل، پلاژیوکلاز و زیرکن دیده میشوند. در میان آلومینوسیلیکاتهای گوناگون، آندالوزیت بیشترین فراوانی را دارد. گاه در پیرامون آندالوزیتها و سیلیمانیتها حلقهای از اسپینل پدید آمده است (شکل 2-C). Baharifar (2004) آنها را سیمپلکتیتهای اسپینل-کردیریت دانسته که حلقهای از پلاژیوکلاز کلسیک دور آن را فراگرفته است. نکته مهم آن است که اسپینل تنها در پیرامون برخی آندالوزیتها و سیلیمانیتهای درون میگماتیتها به فراوانی یافت میشود و در برخی دیگر (با اینکه ویژگیهای سنگنگاری مزوسوم در آنها کمابیش یکسان است) دیده نمیشود و پیدایش آنها چهبسا به فرایند نفوذ سیالها و شیرابههای ماگمایی وابستگی دارد. در نزدیکی دایکهای آپلیتی و پگماتیتی، آندالوزیتها با سرسیت و سیلیمانیت با مجموعه گارنت و استارولیت و سرسیت جایگزین شدهاند (شکل 2- D). برپایه افزایش نرخ مذاب، بالاترین درجههای ذوببخشی در میگماتیتهای سیلیمانیتدار روی داده است. واکنشهای احتمالی زیر برای پیدایش آلومینوسیلیکاتها پیشنهاد میشوند:
1- مسکوویت+ کوارتز+ آلبیت+ بخار آب= آلومینوسیلیکات+ مذاب (Azor and Ballevere, 1997)؛
2- مسکوویت+ کوارتز+ آب= آلومینوسیلیکات+ مذاب (Spear et al.,1999)؛
3- مسکوویت+ بیوتیت+ بخار آب= گارنت+ استارولیت+ آلومینوسیلیکات+ مذاب (Garcia-Casco et al., 2003).
گسترش لایههای لوکوسوم در پی ذوببخشی و پیدایش مذاب در این سنگها از نشانههای بافتی واکنشهای یادشده هستند. افزونبر این، نداشتن جهتیافتگی شاخص در کانیهای درون لوکوسومها گواه تبلور آنها از یک مذاب است. در این گروه، ستبرایِ لوکوسومها متغیر است. از دیدگاه ترکیب مودال، لوکوسوم در گروههای آندالوزیتدار و سیلیمانیتدار از نوع ترونجمیتی (شکل 2- E) و در گروههای آندالوزیتدار، کیانیتدار و فیبرولیتدار از نوع آلکالیفلدسپارگرانیتی است.
در لوکوسومهای ترونجمیتی، مقدار مودال کانیها برابر 50 درصد پلاژیوکلاز، 40 درصد کوارتز، 7 درصد بیوتیت، 2 درصد مسکوویت و 1 درصد کلریت است. البته گارنت نیز گاه در این لوکوسومها دیده میشود. در لوکوسومهای آلکالیفلدسپارگرانیتی، مقدار مودال کانیها برابر 45 درصد ارتوکلاز/میکروکلین، 35 درصد کوارتز، 10 درصد بیوتیت، 6 درصد مسکوویت و 4 درصد فیبرولیت است. برپایه دارابودنِ کانیهای بیآب، لوکوسومها به گروههای گارنتدار و گروههای کردیریتدار ردهبندی میشوند.
شکل 2- سنگهای میگماتیتی منطقه همدان. A) رخنمون میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات (منطقه سیمین)؛ B) رخنمون میگماتیتهای سرشار از کردیریت (منطقه سیمین)؛ C) تصویر میکروسکوپی (نور قطبیده عادی یا PPL) از میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات و غلاف سیمپلکتیتهای اسپینلی و بیوتیتهای نسل اول در پیرامون آندالوزیت (منطقه سیمین)؛ D) رخنمون میگماتیتهای سیلیمانیتدار که در آن، سیلیمانیت با گارنت+ استارولیت+ سرسیت جایگزین شده است (منطقه سیمین)؛ E) تصویر میکروسکوپی (نور قطبیده متقاطع یا XPL) از لوکوسوم ترونجمیتی با بافت گرانوبلاستیک در میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار (منطقه سیمین)؛ F) تصویر میکروسکوپی (XPL) از میگماتیتهای سرشار از کردیریت که مزوسوم و لوکوسوم آلکالیفلدسپار گرانیتی دارند (منطقه درهعمر)؛ G) تصویر میکروسکوپی (PPL) از بافت لپیدوبلاستیک در ملانوسوم میگماتیت (منطقه سیمین)؛ H) تصویر میکروسکوپی (PPL) از بافت پوییکیلوبلاستیک در گارنت که از میانبارهای کوارتز و زیرکن در مرکز آن پدید آمده است و نیز بافت پورفیرولپیدوبلاستیک در زمینه مزوسوم میگماتیتهای کردیریتدار (منطقه سیمین)
در میگماتیتهای کردیریتدار ستبرای بخش مزوسوم از حالت پیشین کمتر است؛ اما همچنان بیشترین حجم میگماتیت را دربرمیگیرد. در بخش مزوسوم میگماتیتهای کردیریتدار، بهترتیبِ فراوانی، میکاهای گوناگون (بیوتیت و مسکوویت)، کردیریت، کوارتز، ارتوکلاز، گارنت، پلاژیوکلاز، استارولیت، اسپینل و زیرکن دیده میشوند. تورمالین هم گاه به مقدار ناچیزی در میگماتیتهای کردیریتدار دیده میشود. بور (B) مورد نیاز آن از مقدارهای ناچیز این عنصر در رسوبهای پلیتی فراهم شده است. مقدار بیوتیت در میگماتیتهای کردیریتدار معمولاً از گروههای آلومینوسیلیکاتدار کمتر است. کردیریتهای منطقه سیمین ماکل ساعتشنی ندارند؛ اما کردیریتهای منطقه درهعمر ماکل ساعتشنی دارند و بیشترشان میانبارهای فراوانی از کوارتز و بیوتیت دارند. ماکل ساعتشنی که در کردیریت دیده میشود، در دگرگونی همبری بسیار متداول است؛ اما تا کنون در دگرگونی ناحیهای گزارش نشده است. در حقیقت، کردیریت هگزاگونال (ایندیالیت) در دگرگونی ناحیهای، بهعلت دگرریختی فعال رایج در این محیطها، ناپایدار است (Barker, 1998). آندالوزیت نیز گاه در این سنگها دیده میشود. پتاسیمفلدسپار در این سنگها بهصورت بافت پرتیتی از نوع ریسمانی، شعلهای، مشبک و تیغهای دیده میشود (شکل 2- F). همیافتی ارتوکلاز و کردیریت نیز شاید نشاندهنده واکنش زیر باشد:
1- مسکوویت+ بیوتیت+ کوارتز= ارتوکلاز+ کردیریت + آب (Hyndman, 1985)؛
2- بیوتیت+ آندالوزیت/سیلیمانیت+ کوارتز= کردیریت +ارتوکلاز +آب (Hyndman, 1985).
پاراژنز کردیریت + ارتوکلاز در میگماتیتهای منطقه از نشانههای بافتی واکنشهای یادشده است (شکل 2- F) که به درجههای بالای دگرگونی ناحیهای و رخساره گرانولیت مربوط میشود.
ترکیب مودال لوکوسوم در این میگماتیتها آلکالیفلدسپارگرانیتی است (شکل 2- F) و گاه انواع گرانودیوریتی نیز در آنها دیده میشوند. در لوکوسومهای آلکالیفلدسپارگرانیتی این گروه، مقدار مودال کانیها برابر 50 درصد ارتوکلاز/میکروکلین، 35 درصد کوارتز، 9 درصد بیوتیت، 4 درصد مسکوویت و 2 درصد فیبرولیت است. آلکالیفلدسپارها میانبار ندارند و Ashworth (1985) این پدیده را نشانه پیدایش لوکوسوم در دماهای بالا میداند. برپایه دارابودن کانیهای بیآب، لوکوسومهای درون میگماتیتهای این منطقه به گروههای گارنتدار و گروههای بیوتیت و کردیریتدار ردهبندی میشوند.
در سنگهای میگماتیتی منطقه ملانوسوم یا نیست و یا ستبرای بسیار ناچیزی دارد. بیشتر آنها بسیار بریدهبریده هستند و پیوستگی لوکوسومها را ندارند. این ملانوسومها از تجمع بیوتیتهای نسل اول پدید آمدهاند که بعداً به آنها پرداخته میشود. گاه گارنت بهصورت پورفیروبلاست، استارولیت، پلاژیوکلاز و کمی کوارتز نیز در ملانوسوم دیده میشوند.
بافتهای گرانوبلاستیک گوناگون (شکل 2- E) و پرتیت (شکل 2– F) در لوکوسوم، لپیدوبلاستیک، پورفیرولپیدوبلاستیک (شکل 2- H)، پورفیروبلاستیک (شکل 2- C) و پوییکیلوبلاستیک (شکل 2- H) در مزوسوم، و نیز لپیدوبلاستیک (شکل 2- G) و پورفیرولپیدوبلاستیک در ملانوسوم دیده میشوند.
کانیشناسی و شیمی کانی
برای بررسی شیمی کانیهای سازندة میگماتیتها و بررسی شرایط دمافشارسنجی سنگهای میگماتیتی، کانیهای درون بخش مزوسوم با ریزکاو الکترونی تجزیه شدند. شمار اکسیژن برای کانیهای بیوتیت، مسکوویت، گارنت، استارولیت، کردیریت و پلاژیوکلاز بهترتیب 22، 22، 12، 48، 18 و 8 در نظر گرفته شده است (جدولهای 1 تا 6). دمای بهدست آمده مربوط به اوج دما در منطقه است که با رویداد میگماتیتزایی همپوشانی دارد و نشاندهنده دمای پیدایش میگماتیت است.
جدول 1- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی از بیوتیتهای درون میگماتیتهای منطقه همدان بههمراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیونها برپایه 22 اتم اکسیژن) (نمونهjsim12-2: فیبرولیتگارنتکردیریتمیگماتیت؛ نمونه Rj22: استارولیتگارنتمیگماتیت)
|
|
بیوتیتهای نسل اول |
بیوتیتهای نسل دوم |
|||||
|
Rock Type |
فیبرولیت گارنت کردیریت میگماتیت |
استارولیت گارنت میگماتیت |
|||||
|
Sample No. |
jsim12_2-100 |
jsim12_2-101 |
Rj22-100 |
Rj22-101 |
Rj22-Bt2 |
Rj22-Bt30 |
Rj22-Bt31 |
|
SiO2 |
35.28 |
35.92 |
36.59 |
36.15 |
36.48 |
36.23 |
36.35 |
|
TiO2 |
2.92 |
2.56 |
1.53 |
1.44 |
1.34 |
1.61 |
1.43 |
|
Al2O3 |
18.91 |
18.66 |
19.48 |
20.07 |
19.84 |
19.15 |
18.69 |
|
FeO |
20.83 |
20.95 |
18.48 |
19.08 |
17.85 |
18.33 |
19.14 |
|
MnO |
0.07 |
0.11 |
0.05 |
0.05 |
0.03 |
0.07 |
0.06 |
|
MgO |
8.16 |
8.11 |
9.99 |
11.53 |
10.52 |
11.17 |
11.02 |
|
CaO |
0.00 |
0.00 |
0.03 |
0.16 |
0.29 |
0.08 |
0.14 |
|
Na2O |
0.09 |
0.10 |
0.23 |
0.31 |
0.29 |
0.45 |
0.16 |
|
K2O |
10.28 |
9.03 |
9.86 |
7.93 |
8.82 |
9.36 |
9.22 |
|
Total |
96.54 |
95.44 |
96.24 |
96.72 |
95.46 |
96.45 |
96.21 |
|
Si |
5.37 |
5.48 |
5.48 |
5.35 |
5.46 |
5.41 |
5.46 |
|
Ti |
0.33 |
0.29 |
0.17 |
0.16 |
0.15 |
0.18 |
0.16 |
|
Al |
3.39 |
3.35 |
3.44 |
3.50 |
3.50 |
3.37 |
3.31 |
|
Aliv |
2.64 |
2.52 |
2.52 |
2.65 |
2.54 |
2.59 |
2.54 |
|
Alvi |
0.75 |
0.83 |
0.92 |
0.85 |
0.97 |
0.78 |
0.76 |
|
Fe+2 |
2.65 |
5.48 |
2.32 |
2.36 |
2.24 |
2.29 |
2.40 |
|
Mn |
0.01 |
0.29 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
|
Mg |
1.85 |
3.35 |
2.23 |
2.54 |
2.35 |
2.49 |
2.47 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.03 |
0.05 |
0.01 |
0.02 |
|
Na |
0.03 |
0.03 |
0.07 |
0.09 |
0.08 |
0.13 |
0.05 |
|
K |
1.99 |
1.76 |
1.88 |
1.50 |
1.69 |
1.78 |
1.77 |
|
Total |
15.62 |
15.44 |
15.60 |
15.53 |
15.52 |
15.68 |
15.64 |
|
Fe / (Fe + Mg) |
0.59 |
0.62 |
0.51 |
0.48 |
0.51 |
0.52 |
0.51 |
|
Mg / (Fe + Mg) |
0.41 |
0.38 |
0.49 |
0.52 |
0.49 |
0.48 |
0.49 |
جدول 2- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی از مسکوویتهای ثانویه مزوسوم میگماتیتهای منطقه همدان بههمراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیونها برپایه 22 اتم اکسیژن) (نمونه Rj22: استارولیت گارنت میگماتیت)
|
Sample No. |
Rj22-Ms 15 |
Rj300-Ms 3 |
|
SiO2 |
47.090 |
47.190 |
|
TiO2 |
0.36 |
0.21 |
|
Al2O3 |
37.100 |
37.290 |
|
FeO |
0.870 |
0.770 |
|
MnO |
0.000 |
0.000 |
|
MgO |
0.670 |
0.400 |
|
CaO |
0.040 |
0.000 |
|
Na2O |
1.390 |
1.190 |
|
K2O |
10.000 |
8.960 |
|
Total |
97.520 |
96.010 |
|
Si |
6.101 |
6.153 |
|
Ti |
0.035 |
0.021 |
|
Al |
5.665 |
5.731 |
|
Fe+2 |
0.094 |
0.084 |
|
Mn |
0.000 |
0.000 |
|
Mg |
0.129 |
0.078 |
|
Ca |
0.006 |
0.000 |
|
Na |
0.349 |
0.301 |
|
K |
1.653 |
1.490 |
|
Totals |
14.032 |
13.857 |
بیوتیت: بیوتیت بهطور گسترده در همه سنگهای دگرگونی منطقه دیده میشود. بیوتیت کانی اصلی سازندة ملانوسوم میگماتیتهاست و با فراوانی چشمگیری در مزوسوم و حتی در برخی لوکوسومها دیده میشود. ویژگیهای بافتی و تجزیههای شیمیایی نشاندهندة دو نسل بیوتیت در بخش مزوسوم سنگهای میگماتیتی هستند؛ اما ازآنجاییکه اندازه بیوتیتها کوچک است، شناسایی آنها در نمونههای ماکروسکوپی بهسادگی امکانپذیر نیست. بیوتیتهای نسل اول در پی دگرگونی ناحیهای پیشرونده و فرایند میگماتیتزایی پدید آمدهاند. سپس در پی دگرگونی پسروندهای که پس از اوج دگرگونی روی داده است، بیوتیتهای نسل دوم پدید آمدهاند. بیوتیتهای نسل اول در شیستها و هورنفلسهای گوناگون و نیز در بخشهای مزوسوم و ملانوسوم میگماتیتها دیده میشوند. این گروه از بیوتیتها شکلدار، نیمهشکلدار و بیشکل هستند و لبههای کمابیش نامنظمی دارند. همچنین، کمابیش درشت هستند و میانبار زیرکن با حاشیه متامیکتی در آنها فراوان است (شکلهای 3- A و 3- B). این نسل از بیوتیتها بهطور گسترده در منطقه دیده میشوند. میانبارهای بیوتیت درون کردیریت مربوط به نسل اول بیوتیت هستند. همچنین، آنها در پیدایش حلقه اسپینلی پیرامون آندالوزیتها نیز نقش داشته و آهن مورد نیاز پیدایش اسپینل را این نسل فراهم کرده است (شکل 2- C). لایههای ملانوسوم میگماتیتها هم از تجمع بیوتیتهای نسل اول پدید آمده است (شکل 2- G).
بیوتیتهای نسل دوم تنها در مزوسوم میگماتیتها گسترش یافتهاند. این بیوتیتها نیمهشکلدار تا بی شکل هستند. لبههای آنها صاف بوده و اندازه آنها کوچکتر است. میانبار زیرکن در آنها ناچیز است و بیشتر این زیرکنها حاشیه متامیکتی چشمگیر ندارند (شکلهای 3- A و 3- C). ازآنجاییکه تبلور بیوتیتهای نسل دوم با دگرگونیهای پسرونده ارتباط دارد، شاید گسترش آنها به اندازه بیوتیتهای نسل اول نباشد؛ زیرا دگرگونیهای پسرونده در پی عواملی مانند نفوذ تودههای آذرین کمدما و آبدار در سنگهای دگرگونی درجه بالا یا فرایندهای زمینساختی در پهنههای برشی و گسله (که فشار ناشی از شکستگیها کاهش و امکان جریان محلولها افزایش مییابد) پدید میآیند.
جدول 3- دادههای ریزکاو الکترونی برای گارنت درون میگماتیتهای منطقه همدان بههمراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (مقدار کاتیونها برپایه 12 اتم اکسیژن) (نمونه jsim12-2: فیبرولیتگارنتکردیریتمیگماتیت؛ نمونه Rj22: استارولیتگارنتمیگماتیت)
|
Sample No. |
jsim12-2-Gt1-56 |
jsim12-2-Grt1-64 |
jsim12-2-Grt1-73 |
jsim12-2-Grt1-81 |
Rj-22Grt12 |
Rj22-Grt1-29 |
Rj22-Grt38 |
|||||||
|
نوع سنگ |
فیبرولیتگارنتکردیریت میگماتیت |
استارولیتگارنت میگماتیت |
||||||||||||
|
Point |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
Core |
Rim |
|
SiO2 |
27.09 |
37.33 |
36.75 |
37.20 |
37.40 |
37.72 |
37.20 |
37.35 |
36.89 |
37.52 |
36.84 |
37.26 |
38.77 |
37.59 |
|
TiO2 |
0.00 |
0.01 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.07 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.18 |
0.01 |
|
Al2O3 |
32.20 |
21.63 |
22.19 |
22.24 |
21.98 |
21.37 |
21.48 |
22.21 |
21.29 |
21.86 |
21.58 |
21.41 |
20.22 |
21.53 |
|
FeO |
32.58 |
32.55 |
33.59 |
33.74 |
32.10 |
32.67 |
33.84 |
35.07 |
33.77 |
32.50 |
33.49 |
30.91 |
32.11 |
32.46 |
|
MnO |
2.72 |
3.74 |
3.90 |
3.39 |
4.20 |
4.69 |
4.60 |
2.51 |
2.57 |
4.93 |
2.67 |
7.07 |
2.51 |
5.41 |
|
MgO |
4.22 |
3.92 |
3.27 |
3.49 |
4.23 |
3.61 |
2.73 |
3.21 |
2.60 |
2.81 |
2.41 |
2.14 |
3.54 |
2.50 |
|
CaO |
0.66 |
0.84 |
0.58 |
0.55 |
0.74 |
0.64 |
0.29 |
0.31 |
1.99 |
1.24 |
1.94 |
1.95 |
1.95 |
1.19 |
|
Na2O |
0.06 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.05 |
0.03 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.07 |
0.05 |
|
K2O |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.08 |
0.02 |
0.00 |
0.07 |
0.01 |
0.84 |
0.00 |
|
Cr2O3 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.04 |
0.02 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.02 |
|
Totals |
99.55 |
100.04 |
100.33 |
100.62 |
100.68 |
100.77 |
100.26 |
100.79 |
99.20 |
100.89 |
99.07 |
100.78 |
100.23 |
100.76 |
|
Si |
2.20 |
2.99 |
2.95 |
2.96 |
2.97 |
3.01 |
2.99 |
2.98 |
2.99 |
2.99 |
2.99 |
2.99 |
3.09 |
3.01 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
|
Al |
3.08 |
2.04 |
2.10 |
2.09 |
2.06 |
2.01 |
2.04 |
2.09 |
2.04 |
2.05 |
2.06 |
2.03 |
1.90 |
2.03 |
|
Fe+2 |
2.21 |
2.18 |
2.25 |
2.25 |
2.13 |
2.18 |
2.28 |
2.34 |
2.29 |
2.17 |
2.27 |
2.08 |
2.14 |
2.17 |
|
Mn |
0.19 |
0.25 |
0.27 |
0.23 |
0.28 |
0.32 |
0.31 |
0.17 |
0.18 |
0.33 |
0.18 |
0.48 |
0.17 |
0.37 |
|
Mg |
0.51 |
0.47 |
0.39 |
0.42 |
0.50 |
0.43 |
0.33 |
0.38 |
0.31 |
0.33 |
0.29 |
0.26 |
0.42 |
0.30 |
|
Ca |
0.06 |
0.07 |
0.05 |
0.05 |
0.06 |
0.06 |
0.03 |
0.03 |
0.17 |
0.11 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.10 |
|
Na |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.09 |
0.00 |
|
Cr |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Totals |
8.26 |
8.00 |
8.00 |
7.99 |
8.00 |
8.00 |
7.99 |
7.99 |
7.99 |
7.98 |
7.98 |
8.00 |
8.00 |
7.98 |
|
Almandine |
0.75 |
0.73 |
0.76 |
0.77 |
0.72 |
0.73 |
0.77 |
0.80 |
0.78 |
0.74 |
0.78 |
0.70 |
0.74 |
0.74 |
|
Pyrope |
0.17 |
0.16 |
0.13 |
0.14 |
0.17 |
0.14 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.10 |
0.09 |
0.15 |
0.10 |
|
Spessartine |
0.06 |
0.09 |
0.09 |
0.08 |
0.10 |
0.11 |
0.11 |
0.06 |
0.06 |
0.11 |
0.06 |
0.16 |
0.06 |
0.13 |
|
Grossular |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.06 |
0.04 |
0.06 |
0.06 |
0.06 |
0.04 |
|
Fe/(Fe+Mg) |
0.81 |
0.82 |
0.85 |
0.84 |
0.81 |
0.84 |
0.87 |
0.86 |
0.88 |
0.87 |
0.89 |
0.89 |
0.84 |
0.88 |
|
Mg/(Fe+Mg) |
0.19 |
0.18 |
0.15 |
0.16 |
0.19 |
0.17 |
0.13 |
0.14 |
0.12 |
0.13 |
0.11 |
0.11 |
0.16 |
0.12 |
جدول 4- دادههای ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلازهای درون مزوسوم میگماتیتهای منطقه سیمین (همدان) بههمراه فرمول ساختاری و اعضای پایانی (مقدار کاتیونها برپایه 8 اتم اکسیژن) (نمونه Rj22: استارولیتگارنتمیگماتیت)
|
Sample No. |
RJ 22 Pl 1 |
RJ 22 Pl 2 |
||||
|
|
Core to Rim |
Core to Rim |
||||
|
Point No. |
1 |
2 |
3 |
1 |
2 |
3 |
|
SiO2 |
60.02 |
59.39 |
58.39 |
59.21 |
59.49 |
58.73 |
|
TiO2 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.03 |
|
Al2O3 |
25.57 |
25.91 |
26.18 |
26.55 |
26.13 |
26.88 |
|
FeO |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.04 |
0.05 |
0.09 |
|
MnO |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
MgO |
0.03 |
0.00 |
0.09 |
0.31 |
0.00 |
0.01 |
|
CaO |
7.29 |
7.54 |
7.47 |
7.29 |
7.31 |
7.58 |
|
Na2O |
7.79 |
7.47 |
7.57 |
7.30 |
7.64 |
7.32 |
|
K2O |
0.06 |
0.05 |
0.06 |
0.05 |
0.07 |
0.07 |
|
Total |
100.78 |
100.39 |
99.79 |
100.76 |
100.71 |
100.71 |
|
Si |
2.66 |
2.64 |
2.62 |
2.62 |
2.64 |
2.61 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
1.33 |
1.36 |
1.38 |
1.39 |
1.37 |
1.41 |
|
Fe2+ |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mn |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Mg |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
|
Ca |
0.35 |
0.36 |
0.36 |
0.35 |
0.35 |
0.36 |
|
Na |
0.67 |
0.64 |
0.66 |
0.63 |
0.66 |
0.63 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Total |
5.01 |
5.00 |
5.02 |
5.00 |
5.01 |
5.01 |
|
Albite |
0.66 |
0.64 |
0.65 |
0.64 |
0.65 |
0.63 |
|
Anorthite |
0.34 |
0.36 |
0.35 |
0.36 |
0.35 |
0.36 |
|
Orthose |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
جدول 5- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای کردیریتهای منطقه سیمین و درهعمر (همدان) بههمراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیونها برپایه 18 اتم اکسیژن) (نمونه jsim12-2: فیبرولیت گارنتکردیریتمیگماتیت؛ نمونه Omr 54: کردیریتمیگماتیت)
|
|
کردیریتهای نسل اول |
کردیریتهای نسل دوم |
|||||
|
Rock Type |
فیبرولیت گارنت کردیریت میگماتیت |
کردیریت میگماتیت |
|||||
|
Sample No. |
jsim12-2-57 |
jsim12-2-74 |
jsim12-2-66 |
Jsim12-2-83 |
Omr 54-12 |
Omr 54-13 |
Omr 54-14 |
|
SiO2 |
48.52 |
48.84 |
48.45 |
48.83 |
48.92 |
48.36 |
48.30 |
|
TiO2 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.02 |
|
Al2O3 |
33.75 |
33.76 |
34.02 |
34.13 |
33.29 |
33.71 |
33.66 |
|
FeO |
10.00 |
8.24 |
9.69 |
8.95 |
11.78 |
11.80 |
11.94 |
|
MnO |
0.47 |
0.35 |
0.40 |
0.35 |
0.35 |
0.37 |
0.33 |
|
MgO |
6.58 |
8.12 |
6.96 |
7.49 |
5.76 |
5.95 |
5.79 |
|
CaO |
0.02 |
0.03 |
0.02 |
0.03 |
0.07 |
0.01 |
0.06 |
|
Na2O |
0.45 |
0.35 |
0.02 |
0.40 |
0.09 |
0.10 |
0.15 |
|
K2O |
0.01 |
0.03 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.07 |
|
Total |
99.81 |
99.72 |
99.56 |
100.20 |
100.28 |
100.31 |
100.32 |
|
Si |
4.97 |
4.97 |
4.96 |
4.96 |
5.01 |
4.96 |
4.96 |
|
Ti |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
|
Al |
4.07 |
4.05 |
4.10 |
4.08 |
4.02 |
4.08 |
4.07 |
|
Fe2+ |
0.86 |
0.70 |
0.83 |
0.76 |
1.01 |
1.01 |
1.03 |
|
Mn |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
|
Mg |
1.01 |
1.23 |
1.06 |
1.13 |
0.88 |
0.91 |
0.89 |
|
Ca |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
|
Na |
0.09 |
0.07 |
0.00 |
0.08 |
0.02 |
0.02 |
0.03 |
|
K |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
|
Total |
11.04 |
11.05 |
10.99 |
11.04 |
10.99 |
11.01 |
11.02 |
|
Fe/(Fe+Mg) |
0.46 |
0.36 |
0.44 |
0.40 |
0.53 |
0.53 |
0.54 |
|
Mg/(Fe+Mg) |
0.54 |
0.64 |
0.56 |
0.60 |
0.47 |
0.47 |
0.46 |
جدول 6- دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی برای استارولیتهای درون میگماتیتهای همدان بههمراه فرمول ساختاری (مقدار کاتیونها برپایه 18 اتم اکسیژن) (نمونههای Rj300 و Rj301: استارولیتمیکاشیست؛ نمونه Rj22: استارولیتگارنتمیگماتیت)
|
استارولیتهای نسل اول |
Rock Type |
|||||||||||
|
Rj 301 |
Rj 301 |
Rj 301 |
Rj 300 |
Rj 300 |
Rj 300 |
Sample No. |
||||||
|
6 |
5 |
4 |
3 |
2 |
1 |
7 |
6 |
5 |
3 |
2 |
1 |
Point.No |
|
29.08 |
27.88 |
28.06 |
27.83 |
28.81 |
27.10 |
28.24 |
28.91 |
28.39 |
28.53 |
28.15 |
28.61 |
SiO2 |
|
0.72 |
0.50 |
0.62 |
0.64 |
0.62 |
0.49 |
0.37 |
0.21 |
0.51 |
0.44 |
0.56 |
0.20 |
TiO2 |
|
55.75 |
54.66 |
55.28 |
54.97 |
54.50 |
55.40 |
56.18 |
55.26 |
54.92 |
55.59 |
54.41 |
55.90 |
Al2O3 |
|
11.66 |
13.10 |
12.65 |
13.02 |
12.93 |
13.08 |
13.69 |
13.63 |
13.59 |
13.64 |
13.22 |
13.63 |
FeO |
|
0.14 |
0.13 |
0.14 |
0.15 |
0.14 |
0.15 |
0.19 |
0.18 |
0.20 |
0.18 |
0.16 |
0.16 |
MnO |
|
1.20 |
1.61 |
1.48 |
1.57 |
1.47 |
1.49 |
1.58 |
1.74 |
1.44 |
1.70 |
1.75 |
1.83 |
MgO |
|
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.03 |
0.00 |
CaO |
|
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.04 |
0.00 |
0.03 |
0.06 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
Na2O |
|
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.02 |
0.01 |
K2O |
|
0.28 |
0.16 |
0.26 |
0.24 |
0.21 |
0.20 |
0.19 |
0.10 |
0.20 |
0.20 |
0.09 |
0.17 |
Zn |
|
2800 |
1600 |
2600 |
2400 |
2100 |
2000 |
1900 |
1000 |
2000 |
2000 |
900 |
1700 |
Zn (ppm) |
|
98.98 |
98.15 |
98.57 |
98.61 |
98.75 |
98.03 |
100.61 |
100.05 |
99.29 |
100.30 |
98.48 |
100.54 |
Total |
|
8.23 |
8.03 |
8.03 |
7.99 |
8.23 |
7.82 |
7.95 |
8.16 |
8.09 |
8.05 |
8.08 |
8.05 |
Si |
|
18.60 |
18.55 |
18.65 |
18.59 |
18.35 |
18.85 |
18.65 |
18.39 |
18.46 |
18.49 |
18.41 |
18.53 |
Ti |
|
0.15 |
0.11 |
0.13 |
0.14 |
0.13 |
0.11 |
0.08 |
0.04 |
0.11 |
0.09 |
0.12 |
0.04 |
Al |
|
2.76 |
3.15 |
3.03 |
3.12 |
3.09 |
3.16 |
3.22 |
3.22 |
3.24 |
3.22 |
3.17 |
3.21 |
Fe2+ |
|
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.05 |
0.04 |
0.04 |
0.04 |
Mn |
|
0.51 |
0.69 |
0.63 |
0.67 |
0.63 |
0.64 |
0.66 |
0.73 |
0.61 |
0.72 |
0.75 |
0.77 |
Mg |
|
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
Ca |
|
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.00 |
0.02 |
0.03 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
Na |
|
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
K |
|
30.32 |
30.58 |
30.51 |
30.59 |
30.46 |
30.65 |
30.66 |
30.60 |
30.57 |
30.61 |
30.59 |
30.65 |
Total |
|
0.85 |
0.82 |
0.83 |
0.82 |
0.83 |
0.83 |
0.83 |
0.81 |
0.84 |
0.82 |
0.81 |
0.81 |
Fe/Fe+Mg |
|
0.16 |
0.18 |
0.17 |
0.18 |
0.17 |
0.17 |
0.17 |
0.19 |
0.16 |
0.18 |
0.19 |
0.19 |
Mg / (Fe + Mg) |
جدول 6- ادامه
|
استارولیتهای نسل دوم |
استارولیتهای نسل اول |
Rock Type |
||||||||
|
Rj 22 |
Rj 22 |
Rj 22 |
Rj 301 |
Rj 301 |
Sample No. |
|||||
|
15 |
14 |
13 |
12 |
11 |
10 |
9 |
8 |
7 |
Point.No |
|
|
28.80 |
28.40 |
27.97 |
27.45 |
28.46 |
28.19 |
26.74 |
28.94 |
26.92 |
SiO2 |
|
|
0.54 |
0.54 |
0.53 |
0.61 |
0.51 |
0.68 |
0.41 |
0.55 |
0.43 |
TiO2 |
|
|
54.66 |
55.90 |
54.55 |
54.04 |
55.91 |
55.64 |
56.18 |
54.59 |
56.01 |
Al2O3 |
|
|
13.13 |
13.29 |
13.35 |
12.51 |
12.82 |
12.43 |
12.83 |
12.79 |
13.47 |
FeO |
|
|
0.14 |
0.14 |
0.14 |
0.13 |
0.14 |
0.14 |
0.16 |
0.13 |
0.13 |
MnO |
|
|
1.90 |
1.71 |
1.70 |
1.49 |
2.01 |
1.40 |
1.60 |
1.56 |
1.50 |
MgO |
|
|
0.02 |
0.03 |
0.14 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
CaO |
|
|
0.00 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
0.01 |
0.04 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
Na2O |
|
|
0.00 |
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.00 |
0.01 |
K2O |
|
|
0.46 |
0.40 |
0.53 |
0.55 |
0.52 |
0.18 |
0.24 |
0.16 |
0.28 |
Zn |
|
|
4600 |
4000 |
5300 |
5500 |
5200 |
1800 |
2400 |
1600 |
2800 |
Zn (ppm) |
|
|
99.77 |
100.55 |
99.05 |
96.96 |
100.50 |
98.82 |
98.20 |
98.77 |
98.83 |
Total |
|
|
8.18 |
8.00 |
8.03 |
8.02 |
8.02 |
8.03 |
7.70 |
8.25 |
7.73 |
Si |
|
|
18.29 |
18.56 |
18.45 |
18.61 |
18.56 |
18.69 |
19.07 |
18.34 |
18.96 |
Ti |
|
|
0.12 |
0.11 |
0.11 |
0.13 |
0.11 |
0.15 |
0.09 |
0.12 |
0.09 |
Al |
|
|
3.12 |
3.13 |
3.20 |
3.06 |
3.02 |
2.96 |
3.09 |
3.05 |
3.23 |
Fe2+ |
|
|
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.03 |
0.04 |
0.03 |
0.03 |
Mn |
|
|
0.80 |
0.72 |
0.73 |
0.65 |
0.84 |
0.59 |
0.69 |
0.66 |
0.64 |
Mg |
|
|
0.01 |
0.01 |
0.04 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
Ca |
|
|
0.00 |
0.02 |
0.02 |
0.02 |
0.01 |
0.02 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
Na |
|
|
0.00 |
0.00 |
0.01 |
0.01 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
0.00 |
K |
|
|
30.56 |
30.61 |
30.64 |
30.55 |
30.60 |
30.49 |
30.69 |
30.46 |
30.70 |
Total |
|
|
0.80 |
0.81 |
0.82 |
0.82 |
0.78 |
0.83 |
0.82 |
0.82 |
0.83 |
Fe/Fe+Mg |
|
|
0.21 |
0.19 |
0.19 |
0.18 |
0.22 |
0.17 |
0.18 |
0.18 |
0.17 |
Mg / (Fe + Mg) |
|
شکل 3- A) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از بیوتیتهای نسل اول (Bt-1) و دوم (Bt-2) در میگماتیتهای همدان؛ B) تصویر BSE از بیوتیتهای نسل اول؛ C) تصویر BSE از بیوتیتهای نسل دو؛ D) جایگاه بیوتیتهای منطقه در نمودار Deer و همکاران (1992)؛ E) جایگاه بیوتیتهای منطقه در نمودار Foster (1960)
در شناسایی نسلهای بیوتیت تاکید روی ویژگیهای شیمیایی و بافتی است. مقدارهای بسیار متفاوت Ti از مهمترین ویژگیهای شیمیایی این دو نسل بیوتیت است که دماهای متفاوت نیز پیامد آن بوده و در بخش دماسنجی به آن پرداخته شده است. وابستگی بیوتیتهای نسل دوم به کانیهای ویژهای (مانند: کردیریت که از تجزیه آن پدید آمدهاند) از نشانههای بافتی مهم بهشمار میرود.
واکنشهای احتمالی پیدایش بیوتیتهای نسل دوم بهصورت زیر است:
کردیریت+ ارتوکلاز+ آب= مسکوویت+ بیوتیت+ کوارتز (Hyndman, 1985)؛
کردیریت+ ارتوکلاز+ آب= آندالوزیت/سیلیمانیت+ بیوتیت+ کوارتز (Hyndman, 1985).
برپایه تجزیه ریزکاو الکترونی انجامشده، بیوتیتهای نسل اول، مقدارهای TiO2 و FeO بالاتر و مقدارهای MgO کمتری در برابر بیوتیتهای نسل دوم دارند (جدول 1). برپایه نمودار ترکیب بیوتیتها از Deer و همکاران (1992)، بیوتیتهای نسل اول در ناحیه سیدروفیلیت جای دارند؛ اما بیوتیتهای نسل دوم به دلیل افزایش اندکِ مقدار Mg در ناحیه سیدروفیلیت و به مقدار کمتر، در ناحیه استونیت جای میگیرند (شکل 3- D). برپایه ردهبندی Foster (1960) نیز بیوتیتهای نسل اول از فروبیوتیتها و بیوتیتهای نسل دوم از مگنزیوبیوتیتها جای میگیرند (شکل 3- E).
2- مسکوویت: مسکوویت به اندازه بیوتیت در سنگها گسترش نیافته است؛ اما کمابیش در همه پهنههای دگرگونی منطقه همدان دیده میشود و در بسیاری از واکنشهای دگرگونی شرکت کرده است. بیشتر مسکوویتها پیامد دگرگونی برگشتی هستند. برپایه بررسیهای میکروسکوپی، مسکوویت اولیه در سنگهای دگرگونی درجه بالا بهطور کامل مصرف شده است؛ اما مسکوویت ثانویه بهجای کانیهایی مانند آلومینوسیلیکاتها، استارولیت و ... پدید آمده است. واکنشهای برگشتی زیر پیدایش این کانی بهجای آلومینوسیلیکاتها و استارولیت را نشان میدهند:
آندالوزیت/سیلیمانیت+ ارتوکلاز+ آب= مسکوویت+ کوارتز (Hyndman, 1985)؛
استارولیت+ بیوتیت+ کوارتز+ آب= کلریت+ مسکوویت+ گارنت (Deer et al., 1982)؛
استارولیت+ بیوتیت+ کوارتز+ آب= کلریت+ مسکوویت (Yardley, 1989).
ازآنجاییکه مقدار Al جانشینشده با Si چندان بالا نیست، میکای سفید از نوع سلادونیت است (شکل 4- A). تجزیه ریزکاو الکترونی مسکوویتهای منطقه نشاندهنده مقداری ناخالصی Fe، Mg و Na در این کانی است (جدول 2).
3- گارنت: گارنتهای منطقه همدان در طیف گستردهای از سنگهای آذرین (مانند برخی گرانیتها، پگماتیتها و آپلیتها) تا دگرگونی (در رخسارهها و سنگهای گوناگون، در شیستهای لکهدار (کانیهای میکایی ریزدانه)، هورنفلسها، میگماتیتها) بهصورت پورفیروبلاست یافت میشوند. در برخی هورنفلسها، دمای تودههای نفوذی، گارنتهای بجامانده از سنگهای دگرگونی ناحیهای را ناپایدار کرده و آنها را با فیبرولیت و بیوتیت جانشین کرده است. برپایه تجزیه ریزکاو الکترونی روی گارنتهای مزوسوم در میگماتیتهای منطقه (جدول 3) و نشاندادن ترکیب آنها روی نمودار ردهبندی گارنتها، تجمع ترکیب آنها بیشتر در قطب آلماندین متمرکز است (شکلهای 4- B و 4- C)؛ اما از پیروپ، اسپسارتین و گروسولار نیز بیبهره نیست. برپایه تجزیههای انجامشده، ها از آلماندین (80-69 درصد مولی)، پیروپ (17-8 درصد مولی)، اسپسارتین (16-6 درصد مولی) و گروسولار+ آندرادیت+ اواروویت (8/0-4/2 درصد مولی) ترکیب گارنت را میسازند. با افزایش درجه دگرگونی، مقدار آلماندین و پیروپ در گارنت افزایش و مقدار اسپسارتین کاهش مییابد. مقدار Fe# (یا (Fe/(Fe+Mg) در گارنتها از 81/0 تا 89/0 و مقدار Mg# (یا (Mg/(Fe+Mg ) از 11/0 تا 19/0 است.
شکل 4- ترکیب و ردهبندی کانیهای درون میگماتیتهای همدان. A) جایگاه میکاهای در نمودار SAF از Vidal و همکاران (1999)؛ B، C) ردهبندی گارنتها برپایه ترکیب شیمیایی در نمودار Colemanو همکاران (1965)؛ B) نمودار آلماندین- اسپسارتین- گروسولار- پیروپ؛ C) نمودار اسپسارتین+ آلماندین - گروسولار+ اواروویت+ آندرادیت - پیروپ
5-پلاژیوکلاز: پلاژیوکلاز در میگماتیتهای منطقه در لوکوسومهای گوناگون با مقدارهای مختلف و همچنین، در مزوسومها دیده میشود. برپایه نمودار ردهبندی پلاژیوکلازها، ترکیب بهدستآمده از تجزیه ریزکاو الکترونیِ پلاژیوکلاز درون مزوسوم میگماتیتها (جدول 4) در محدوده آندزین جای دارد (شکل 5).
شکل 5- ترکیبشیمیایی پلاژیوکلازهای منطقه سیمین (همدان) در نمودار ردهبندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)
مقدار آنورتیت 346/0 تا 363/0، مقدار آلبیت 634/0 تا 657/0 و مقدار ارتوکلاز 003/0 تا 004/0 است. پلاژیوکلازهای درون میگماتیتها زونینگ مشخصی ندارند.
6- کردیریت: بافت کردیریتهای منطقه پوییکیلیتیک (با میانبار کوارتز و بیوتیت) است و در کل دو نسل دارند. بیشتر کردیریتهای پدیدآمده در دگرگونی همبری (نسل دوم) دانهریزتر از کردیریتهای ناحیهای (نسل اول) هستند و با فیبرولیت جایگزین نشدهاند. بیشتر آنها نزدیک تودههای نفوذی دیده میشوند. این نسل، بر خلاف نسل اول که در رخساره گرانولیت متبلور شده است (بهعلت پاراژنز پتاسیمفلدسپار+ کردیریت)، معمولاً با بیوتیتهای فراوانی همراه است. گاه در پی نفوذ سیالهای پنوماتولیتی در نزدیکی تودههای نفوذی، کردیریتهای نسل اول پس از پیدایش اولیه با پنیت (میکاهای ریزدانه) جایگزین شدهاند. کردیریتهای منطقه سیمین از کردیریتهای نسل اول هستند (شکل 2- B)؛ اما کردیریتهای منطقه درهعمر (تویسرکان) از نسل دوم هستند (شکل 6- A). کردیریتهای نسل اول میانبار کمتری دارند و گاه با مجموعه فیبرولیت± میکا± گارنت جایگزین شدهاند (شکل 6- B). جایگزینی کردیریت با فیبرولیت تحتﺗﺄثیر سیالهای گرمابی و پنوماتولیتی روی میدهد و شاید در همه منطقه فراگیر نباشد. کردیریتهای نسل دوم سرشار از میانبارهای بیوتیت و کوارتز هستند و ماکل ساعتشنی نیز در آنها دیده میشود (شکل 2- F). تصویرهای BSE از کردیریتهای نسل اول و دوم در شکلهای 6- C و 6- D نشان داده شدهاند. دادههای تجزیه به روش ریزکاو الکترونی از کردیریتهای بررسیشده در جدول 5 آورده شدهاند. کردیریتهای نسل دوم (منطقه درهعمر) در برابر نسل اول (درهسیمین) از Fe سرشارتر بوده و از Mg تهیتر هستند. مقدارهای Fe# در کردیریتهای نسل اول 363/0 تا 460/0 و در کردیریتهای نسل دوم 527/0 تا 536/0 و مقدارهای Mg# در نسل اول540/0 تا 637/0 و در نسل دوم 464/0 تا 473/0 است. همچنین، مقدار ناچیزی از ناخالصیهای Na2O و MnO در این کانی دیده میشود.
شکل 6- A) رخنمون صحرایی کردیریتهای نسل دوم میگماتیتهای درهعمر (همدان)؛ B) تصویر میکروسکوپی (در XPL) از کردیریتهای نسل اول میگماتیتهای منطقه سیمین (همدان)؛ C) تصویر BSE از کردیریتهای نسل اول میگماتیتهای منطقه سیمین؛ D) تصویر BSE از کردیریتهای نسل دوم منطقه درهعمر
7- استارولیت: ویژگیهای صحرایی، سنگنگاری و تجزیه شیمیایی نشاندهندة پیدایش دو نسل استارولیت در منطقه همدان هستند. نسل اول آنها در شیستها تبلور یافته و در دگرگونی ناحیهای، سازندة پهنه استارولیت است (شکل 7- A). نسل دوم گرداگرد بلورهای درشت آندالوزیت/سیلیمانیت پدید آمده و پاراژنزِ مسکوویت است و در میگماتیتها دیده میشود (شکل 7- B).
استارولیتهای نسل اول در نمونههای ماکروسکوپی بهصورت بلورهای کشیدة درشت و شفاف، به رنگ قهوهای تیره هستند و هنگام دگرگونی پیشرونده و گذر از فیلیت به استارولیت شیست تبلور یافتهاند. این نسل با بیوتیتهای نسل اول پاراژنز هستند و گاه پنیتی شده و به میکاهای ریزدانه تجزیه شدهاند (شکل 7- C). مقدار Zn در این نسل (ppm900- 2800) کمتر از استارولیتهای نسل دوم است (جدول 6). استارولیتهای نسل دوم در نمونههای ماکروسکوپی بهصورت بلورهای ضخیم کوچک و شفاف، به رنگ سرخ مایل به قهوهای دیده میشوند. در مقطعهای نازک، این بلورها بهصورت مجموعه استارولیت+ مسکوویت جایگزین آندالوزیت/سیلیمانیت شدهاند (شکل 7- D). همچنین، این بلورها هنگام نفوذ دایکهای آپلیتی – پگماتیتی در شیستهای آندالوزیت و سیلیمانیتدار تبلور یافتهاند. پس آنها در دگرگونی پسرونده ناشی از دمای منتقلشده از دایکها به آندالوزیت شیستها پدید آمدهاند. این نسل از استارولیتها با مسکوویتهای ثانویه پاراژنز هستند و با واکنش احتمالی آندالوزیت/ سیلیمانیت+ بیوتیت+ آب=ا ستارولیت+ مسکوویت+ کوارتز (Hyndman, 1985) پدید آمدهاند (شکل 7- D). مقدار Zn در این نسل بیشتر از نسل اول است (ppm4000 تا 5500) و پنیتیشدن نیز در آنها دیده نمیشود. برپایه دادههای تجزیه ریزکاو الکترونی، این کانی (جدول 6) دربردارندة هر دو نسل استارولیتهای ترکیب سرشار از آهن است. مقدار Fe# در استارولیتهای نسل اول و دوم بهترتیب 806/0- 834/0 و 781/0- 824/0 است. مقدار Mg# در استارولیتهای نسل اول و دوم بهترتیب 155/0- 193/0 و 175/0-218/0 است. شکلهای 7- E و 7- F تصویرهای BSE این دو نسل استارولیت را نشان میدهند.
شکل 7- A) نمونه دستی از استارولیتهای نسل اول درون استاولیت شیستها (همدان)؛ B) نمونه دستی از استارولیتهای نسل دوم درون میگماتیتهای منطقه سیمین (همدان)؛ C) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از استارولیتهای نسل اول درون میگماتیتهای منطقه سیمین؛ D) تصویر میکروسکوپی (در PPL) از استارولیتهای نسل دوم درون میگماتیتهای منطقه سیمین؛ E) تصویر BSE از استارولیتهای نسل اول درون میگماتیتهای منطقه سیمین؛ F) تصویر BSE از استارولیتهای نسل دوم درون میگماتیتهای منطقه سیمین
دماسنجی میگماتیتها
مقدار عنصرها در برخی کانیها حساسیت بالایی به افزایش و کاهش دما دارد؛ ازاینرو، دماسنج تککانی بهکار برده میشود. از توزیع عنصرها میان جفت کانیهای با تعادل کانیشناسی و ترمودینامیک نیز برای دمافشارسنجی و اندازهگیری میزان تعادل شیمیایی در هنگام پیدایش سنگ بهره برده میشود. در این سیستمها نسبت توزیع کاتیونها، بهویژه Fe-Mg، در جفت کانیهایی که تعادل کانیشناسی و ترمودینامیکی دارند، پایة دمافشارسنجی بهشمار میرود. برای بهدستآوردن شرایط دمافشارسنجی منطقه، روشهای دماسنجی با تککانی، دماسنجی با تبادل میان جفت کانیها و فشارسنجی برپایه واکنشهای انتقالی محض بهکار برده شدند.
دماسنجی تک کانی بیوتیت: Henry و همکاران (2005) دماسنجی به روش تککانی بیوتیت را برپایه Ti و Mg درون ساختار این کانی در فشار 4 تا 6 کیلوبار پیشنهاد کردهاند. این محاسبهها با بهکارگیریِ معادله زیر انجام میشوند:
T={[ln(Ti)-a-c(XMg)3]/b}0.333
ضریبهای a، b و c ثابت بوده و بهترتیب برابر 3594/2-، 9-10×6482/4 و 7283/1- است. برپایه این روش، دمای میانگین برای بیوتیتهای نسل اول در میگماتیتها برابر 664 درجه سانتیگراد و دمای میانگین برای بیوتیتهای نسل دوم درون میگماتیتها برابر 556 درجه سانتیگراد بهدست آمد.
دماسنج تبادل کاتیونی جفتکانی:
الف) دماسنج گارنت- بیوتیت: برای نخستینبار Kretz (1959) با آزمایشهای تجربی، امکان وابستگی ضرایب توزیع دمایی را مطرح کرد و در سال 1964، وابستگی میان توزیع Fe-Mg و تغییرات دما و فشار پیشنهاد کرد. شرکتپذیری Fe-Mg در گارنت و بیوتیت همزیست که به دمای تعادل بستگی دارد، در شرایط زیر روی میدهد:
گارنت سرشار از Fe+ بیوتیت سرشار از Mg= گارنت سرشار از Mg+ بیوتیت سرشار از Fe (Kretz, 1959).
در این روش با فرض اینکه انتشار سریع کاتیونی و رسیدن به تعادل میان حاشیه کانی و زمینه روی میدهد، بخش حاشیهای کانیها برای دماسنجی بهکار برده شده است. برپایه دماسنج تبادلی گارنت- بیوتیتهای نسل اول، میانگین دمای میگماتیتهای منطقه سیمین با بهکارگیریِ کالیبراسیونهای گوناگون (جدول 7) نزدیک به 655 درجه سانتیگراد و میانگین دمای گارنت- بیوتیتهای نسل دوم 529 درجه سانتیگراد است بهدست آمد.
ب) دماسنج گارنت- کردیریت: برپایه واکنش زیر، توزیع Fe و Mg میان گارنت و کردیریت همزیست آن روی شرایط دمایی تاثیرگذار است:
گارنت سرشار از Fe+ کردیریت سرشار از Mg= گارنت سرشار از Mg+ کردیریت سرشار از Fe (Kretz, 1959).
دادههای بهدستآمده از دماسنجی گارنت-کردیریتهای نسل اول در میگماتیتهای کردیریتدار منطقه سیمین، میانگین دمایی 637 درجه سانتیگراد را برای پیدایش این میگماتیتها نشان میدهد (جدول 8).
جدول 7- دادههای دماسنجی با بهکارگیریِ تبادل کاتیونی گارنت- بیوتیت برای میگماتیتهای منطقه سیمین (همدان) با بهکارگیریِ کالیبراسیونهای گوناگون در فشار 4 کیلوبار (برپایه درجه سانتیگراد)
|
|
گارنت-بیوتیتهای نسل اول |
گارنت-بیوتیتهای نسل دوم |
|||||||
|
Sample No. |
jsim12-2 Bt-100 Jsim12-2Grt 64 |
jsim12-2 Bt-101 Jsim12-2Grt 64 |
jsim12-2-bt-65 Jsim12-2Grt 71 |
jsim12-2-bt-82 Jsim12-2Grt 81 |
Rj22-Bt2 Rj-22Grt5 |
Rj22-Bt1-30 Rj-22Grt12 |
Rj22-Bt31 Rj22Grt 38 |
Rj 22-Bt 100 Rj22 Grt 19 |
Rj 22-Bt 101 Rj22 Grt 26 |
|
کالیبراسیونهای گوناگون: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Ln Kd ( Gt - Bi) |
1.266 |
1.442 |
1.862 |
1.904 |
1.919 |
2.175 |
2.012 |
1.833 |
2.167 |
|
Goldman and Albee (1977)-2 |
665.4 |
579.3 |
564.5 |
519.3 |
534.8 |
487.3 |
498.3 |
547.1 |
490.9 |
|
Holdway and Lee (1977) |
696.3 |
646.3 |
545.7 |
537.0 |
533.7 |
484.0 |
515.0 |
552.0 |
485.6 |
|
Lavrent'eva and Perchuck (1981) |
693.9 |
654.3 |
571.9 |
564.6 |
561.9 |
519.5 |
546.1 |
577.2 |
520.9 |
|
Perchuck and Lavrent'eva (1983)-1 |
695.8 |
656.2 |
573.6 |
566.3 |
563.5 |
521.1 |
547.7 |
578.9 |
522.4 |
|
Perchuk and Lavrent'eva (1983)-2 |
687.8 |
648.5 |
566.6 |
559.3 |
556.6 |
514.5 |
540.9 |
571.8 |
515.8 |
|
Perchuk and Lavrent'eva (1983)-3 |
671.8 |
633.1 |
552.6 |
545.4 |
542.7 |
501.4 |
527.3 |
557.7 |
502.7 |
|
Perchuk et al. (1985) |
673.7 |
630.1 |
553.3 |
542.8 |
553.4 |
521.2 |
537.2 |
568.5 |
522.5 |
|
Indares and Martignole (1985)-1 |
659.9 |
591.6 |
490.6 |
485.0 |
477.1 |
417.8 |
453.4 |
497.4 |
423.8 |
|
میانگین |
655.5 |
529.1 |
|||||||
|
انحراف معیار |
33.25 |
39.87 |
|||||||
جدول 8- دادههای دماسنجی برپایه تبادل کاتیونی گارنت- کردیریتهای نسل اول میگماتیتهای منطقه سیمین با بهکارگیریِ کالیبراسیونهای گوناگون در فشار Kb 4 (برپایه درجه سانتیگراد)
|
Sample No. |
jsim12-2 Crd-66 Jsim12-2Grt 64 |
jsim12-2 Crd-74 Jsim12-2Grt 73 |
jsim12-2 Crd-83 Jsim12-2Grt 81 |
|
کالیبراسیونهای گوناگون: |
|
|
|
|
Ln Kd ( Gt - Bi) |
1.938 |
2.188 |
2.213 |
|
Thompson (1976) |
688.4 |
610.4 |
603.3 |
|
Holdaway and Lee (1977) |
667.0 |
600.6 |
594.5 |
|
Bhattacharya et al. (1988) |
697.4 |
674.9 |
646.7 |
|
Perchuck et al. (1985) |
668.2 |
601.5 |
595.4 |
|
Wells (1979) |
703.3 |
624.6 |
617.5 |
|
میانگین |
637.4 |
||
|
انحراف معیار |
38.3 |
||
فشارسنجی میگماتیتها
برای فشارسنجی میگماتیتها از تعادل ترمودینامیکی GPBQ (گارنت- پلاژیوکلاز- بیوتیت- کوارتز؛ جدول 9)، سامانههای GPMB (گارنت- پلاژیوکلاز- مسکوویت- بیوتیت؛ جدول 10) و GASP (گارنت- آلومینوسیلیکات- پلاژیوکلاز؛ جدول 10) بهره گرفته شد. دربارة استارولیتگارنتمیگماتیتهای منطقه سیمین، میانگین فشار در روش تعادل ترمودینامیکی GPBQ برای بیوتیتهای نسل اول برابر 9/3 کیلوبار و برای بیوتیتهای نسل دوم برابر 6/3 کیلوبار بهدست آمد.
جدول 9- فشار اندازهگیریشده برای میگماتیتهای منطقه سیمین (همدان) برپایه بار در سامانه GPBQ و دمای 650 درجه سانتیگراد (برپایه کالیبراسیونهای پیشنهادیِ Hoisch، 1990)
|
بیوتیتهای نسل دوم |
بیوتیتهای نسل اول |
کالیبراسیونهای گوناگون |
|||
|
3134.7 |
4290.5 |
2954.5 |
3971.9 |
2252.5 |
Hoisch, 90-Mg |
|
3389.0 |
4946.6 |
3381.1 |
4845.9 |
4277.3 |
Hoisch, 90- Fe |
|
3.6 Kbar |
3.9 Kbar |
میانگین |
|||
|
1.84 |
0.96 |
انحراف معیار |
|||
جدول 10- فشارسنجی گارنتسیلیمانیتمیگماتیتهای منطقه سیمین (همدان) در سامانههای GASP و GPMB با بهکارگیریِ کالیبراسیون Holland و Powell (1998)
|
|
بیوتیت نسل اول |
بیوتیت نسل دوم |
|||||
|
|
Geobarometers |
ln K |
log K |
P(kbar) |
|||
|
GASP |
Grs + 2Ky/Sil + Qtz = 3 An |
6.986 |
6.760 |
3.033 |
2.935 |
3.98 |
2.98 |
|
GPMB-Mg |
Grs + Prp + Ms = 3An + Phl |
10.278 |
9.490 |
4.463 |
4.121 |
4.94 |
3.96 |
|
GPMB-Fe |
Grs + Alm + Ms = 3An + Ann |
5.273 |
5.682 |
2.290 |
2.467 |
3.42 |
3.13 |
فشارسنجی سنگهای رخساره آمفیبولیت و گرانولیت بهطور گستردهای با بهکارگیریِ سامانه GASP (یا کانیهای گارنت، آلومینوسیلیکات، کوارتز و پلاژیوکلاز) و برپایه واکنش Sill+Qtz+Grt=An انجام میشود. برتری این سامانه آن است که بهعلت وجود محلول جامد گسترده در گارنت و پلاژیوکلاز، مجموعه GASP در متاپلیتها حضور گستردهای دارد. در این زمینفشارسنج از روش Holland و Powell (1998) برای برآورد فشار در میگماتیتهای گارنتدار بهره گرفته شد. در شرایط آلومینوسیلیکات نوع Sil (سیلیمانیت) و مدل گارنت HW (Hackler and Wood, 1989) برای بیوتیتهای نسل اول فشار برپایه محاسبه در سامانه GASP برابر 98/3 کیلوبار و برای بیوتیتهای نسل دوم برابر 98/2 کیلوبار بهدست آمد. در سامانه GPMB، فشار برای بیوتیتهای نسل اول و گارنتهای منیزیمدار برابر 98/4 کیلوبار، برای بیوتیتهای نسل دوم و گارنتهای منیزیمدار برابر 96/3 کیلوبار، برای بیوتیتهای نسل اول و گارنت آهندار برابر 42/3 کیلوبار و برای بیوتیتهای نسل دوم و گارنت آهندار برابر 13/3 کیلو بار بهدست آمد. ازآنجاییکه بیشتر گارنتهای منطقه سیمین آهندار هستند، دادههای فشارسنجی آنها منطقیتر است.
بحث
منطقه همدان در یکی از ناآرامترین پهنههای زمینساختاری ایران (پهنه سنندج-سیرجان) جای دارد و پژوهشگران بسیاری (Sepahi, 1999; Baharifar, 2004; Shahbazi et al., 2010)، پهنه زمینساختی آن را به یک پهنه کمان قارهای نسبت دادهاند که رویدادهای دگرگونی مرز قارهای در آن، در چند دوره روی دادهاند؛ بهگونهایکه دستکم سهبار گرمشدگی برای سنگهای منطقه در نظر گرفته میشود. ویژگیهای صحرایی، بررسیهای میکروسکوپی و زمینشیمیایی، رویداد دگرگونیهای فراوان در منطقه را نشان میدهند. در پی این رویدادها، در سنگهای دگرگونی منطقه، کانیها و نسلهای گوناگون آنها پدید آمدهاند. این رویدادهای دگرگونی در چهار مرحله روی دادهاند: دگرگونی ناحیهای (M)، دگرگونی همبری در پی نفوذ تودههای مافیک (m1)، دگرگونی همبری در پی نفوذ تودههای اسیدی (m2)، دگرگونی محدودتر در پی نفوذ گرانیتهای لوکوکرات و رگههای آپلیتی - پگماتیتی (m3). با اینکه در پی نفوذ تودههای مافیک و فلسیک، چندین دگرگونی همبری روی داده است، پراکندگی مکانی آنها در منطقه همپوشانی چندانی ندارد (مگر مناطق اندکی مانند پیرامون تویسرکان) و یک سنگ واحد تواماً تحتﺗﺄثیر تودههای یادشده نبوده است. ازآنجاییکه سنگهای دگرگونی ناحیهای پیش از این نیز وجود داشتهاند، طیف گستردهای از سنگها (از اسلیت و فیلیت تا شیست و میگماتیت) را دربرمیگیرند. تزریق توده آذرین در این طیف گسترده سنگشناسی نظم کافی نداشته است؛ بهگونهایکه در نزدیکی بخشهای گوناگون توده، سنگهای با درجه گوناگون دیده میشوند. به گفته دیگر، توده آذرین درونی الوند در بخشی از منطقه درون فیلیتها (هاله باختری) و در بخش دیگری درون شیستهای با درجه دگرگونی گوناگون (هاله خاوری) تزریق شده و جایگیری کرده است. ازاینرو، تاثیر دمایی توده در همه جای هاله دگرگونی یکسان نبوده و گاه بهصورت پسرونده (بر سنگهای دگرگونی ناحیهای درجه بالاتر) و گاه پیشرونده (بر سنگهای دگرگونی ناحیهای درجه پایینتر) رفتار کرده است (Sepahi, 1999).
نخستین رویداد دگرگونی بهصورت دگرگونی ناحیهای (M) رخ داده و تا اوج خود یعنی رخساره آمفیبولیت بالایی (سیلیمانیتشیستها) و گرانولیت زیرین (پاراژنز کردیریت + ارتوکلاز) پیش رفته است. این دگرگونی با دگرگونی فشار کم تا متوسط و دما بالا از نوع بوچان (Buchan metamorphism) همخوانی دارد. افزونبر مجموعههای کانیشناسی و سنگشناسی دگرگونی ناحیهای، منطقه همدان با مجموعههای دگرگونی ناحیهای تیپیک جهان (مانند: دگرگونی بارووین (Barrovian metamorphism) در منطقه Ballachulish در جنوبباختری Highlands اسکاتلند؛ Pattison، 2013) همخوانی دارد. طیف گستردهای از سنگهای دگرگونی ناحیهای از اسلیت و فیلیت تا شیست (شکل 8- A) و میگماتیت و بسیاری از کانیها (مانند: استارولیتهای نسل اول و کردیریتهای نسل اول) در این رویداد دگرگونی پدید آمدهاند.
شکل 8- A) رخنمون گارنت استارولیت شیستها در منطقه همدان که هنگام دگرگونی ناحیهای پدید آمدهاند؛ B) رخنمونی از زینوکریستهای سیلیمانیت درون دیوریتهای منطقه همدان؛ C) رخنمون میگماتیتهای منطقه سیمین، به گارنتهای درون بخش لوکوسوم توجه شود؛ D) قطرات مذاب درون کردیریت میگماتیتهای منطقه درهعمر (عکس از Borzoei و همکاران، 2013)
رویداد دگرگونی دوم، دگرگونی همبری ناشی از نفوذ تودههای مافیک (m1)، مانند گابروها (8/1±5/166میلیون سال پیش، Shahbaziet و همکاران، 2010) بوده که همزمان تا پس از دگرگونی ناحیهای روی داده است و رخنمونهای آن در بخشهایی مانند چایان، چشمه قصابان و سرابی تویسرکان دیده میشوند. احتمال اینکه تودههای مافیک در اوج دگرگونی ناحیهای تزریق شده باشند بیشتر است. پیدایش گارنتشیستهایی که پس از تزریق توده گابرویی فیبرولیتی شدهاند (منطقه چشمه قصابان) و نیز زینوکریستهای آندالوزیت و سیلیمانیت درون دیوریتها و گابروها که بهطور بخشی با سیلیمانیت و اسپینل جایگزین شدهاند (شکل 8- B) از نشانههایی هستند که این نکته را نشان میدهند. کردیریتهای نسل دوم در این رویداد دگرگونی پدید آمدهاند.
فرایند دگرگونی سوم بهصورت دگرگونی همبری و در پی نفوذ تودههای اسیدی (m2) (مانند: گرانیت پورفیرویید به سن 6/0 ± 7/161 میلیون سال پیش و 9/0 ± 9/163میلیون سال پیش؛ Shahbazi و همکاران،2010) روی داده و هاله دگرگونی گستردهای پیرامون توده پلوتونیک الوند پدید آورده است. کردیریتهای نسل دوم در این رویداد دگرگونی نیز پدید آمدهاند (کردیریتهای نسل دوم که در دگرگونی همبری تودههای بازیک و اسیدی پدید آمدهاند، تفاوت چندانی با هم نداشته و تفکیکشدنی نیستند).
رویداد دگرگونیِ چهارم و پایانی به نفوذ گرانیتهای لوکوکرات (3/1±4/154 میلیون سال پیش و 7/2±3/153میلیون سال پیش؛Shahbazi et al., 2010) و رگههای آپلیتی - پگماتیتی (m3) نسبت داده میشود. دگرگونی همبری ناشی از نفوذ آنها بهطور محلی و در مقیاس چند سانتیمتر تا چند متر دیده میشود که برپایه حجم کمشان اهمیت کمتری دارند؛ اما در تبلور برخی کانیها (مانند: استارولیتهای نسل دوم) نقش داشتهاند. برپایه بررسیهای اخیر Salami (2016)، خاستگاه برخی رگههای آپلیتی و پگماتیتی با گرانیتها یکسان است. در این صورت چهبسا دگرگونی ناشی از m3 با m2 همپوشانی داشته باشد.
میگماتیتهای همدان در هر دو منطقه سیمین و درهعمر در همبری بلافصل تودههای نفوذی فلسیک و مافیک گسترش یافتهاند، ازاینرو، گمان میرود دگرگونی همبری عامل اصلی میگماتیتزایی (Baharifar, 2004) در آنها باشد؛ اما برپایه جایگرفتن میگماتیتها در منطقهای با پلیمتامورفیسم باید نقش رویدادهای دگرگونی در میگماتیتزایی را شناسایی کرد.
در منطقه سیمین، میگماتیتها در فاصله گرانیت پورفیرویید و آندالوزیتشیستها توسعه پیدا کرده و از دگرگونی ناحیهای (M) و دگرگونی همبری ناشی از نفوذ گرانیت پورفیرویید (m2) متاثر شدهاند. این میگماتیتها گستردگی و گوناگونیِ ساختی، بافتی و کانیشناسی بیشتری (در برابر منطقه درهعمر) دارند. مجموعه کانیشناسی منطقه سیمین دربردارندة پلیمورفهای گوناگون آلومینوسیلیکاتها، گارنت، کردیریت، میکاهای گوناگون، استارولیت، کوارتز، پلاژیوکلاز، اسپینل و زیرکن است. ترکیب لوکوسوم بیشتر ترونجمیتی است و گاه گارنت و بیوتیت هم در لوکوسوم دیده میشوند. رگههای لوکوسوم در مقیاس چند میلیمتر تا چند سانتیمتر دیده میشوند. در پاسخ به این پرسش که کدامیک از دو نوع دگرگونی (ناحیهای یا همبری) میگماتیتزایی را در پی داشته است، به نکتههای زیر اشاره میشود:
1- اگر دگرگونی همبری عامل اصلی میگماتیتزایی منطقه سیمین دانسته شود، برپایه گسترش شیستوزیته در شیستهای نزدیک توده و وجود بستری خوب برای نفوذ سیالها، پس آب و سیالهای آزادشده از گرانیت پورفیروییدیِ نزدیک این میگماتیتها در واکنشهای ذوب دخالت کرده و واکنشهای اشباع تا فرااشباع از آب بهطور گستردهای در منطقه روی دادهاند؛ اما حضور کانیهای بیآب (مانند: گارنت) در لوکوسوم (شکل 8- C)، واکنشهای تحتاشباع از آب را نشان میدهد. برپایه اینکه بیوتیتهای درون میگماتیتهای آلومینوسیلیکاتدار سالم ماندهاند، پس شکست بیوتیت در منطقه روی نداده است؛ زیرا واکنش آبزدایی شکست بیوتیت بدون حضور شاره آزاد (Bt+Plg+Als+Qtz=Grt+Kfs+Melt) در دماهای 825-900 درجه روی میدهد (Saki and Baharifar, 2012). دادههای دماسنجی نشان میدهند، مجموعه میگماتیتی منطقه سیمین به دمای یادشده نرسیده است؛ ازاینرو، در میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات این واکنش رخ نداده است و بیوتیتها سالم ماندهاند. بیوتیتهای یادشده همان بیوتیتهای نسل اول هستند؛ اما مسکوویتهای اولیه در منطقه بهطور کامل حذف شدهاند. این پدیده نشاندهندة واکنش آبزدایی مسکوویت بدون حضور شاره آزاد در میگماتیتهای سرشار از آلومینوسیلیکات است (Melt+Ms+Plg+Qtz=Als+Kfs). این واکنش در دمای کمتر از 750 درجه روی میدهد (Baharifar, 2012; Saki and Baharifar, 2012) و با پاراژنزهای یافتشده و دادههای دمافشارسنجی بهدستآمده همخوانی کامل دارد. در میگماتیتهای سرشار از کردیریت (که حجم کمتری در منطقه دارند) مقدار بیوتیت بسیار کاهش یافته است. این پدیده نشاندهنده شکست این کانی هنگام واکنشهای ذوب است. واکنش شکست بیوتیت در حضور شاره آزاد (Bt+Crd+And+Kfs+Qtz+H2O=melt) در دمای 650 درجه سانتیگراد روی میدهد (Saki and Baharifar, 2012) و پاراژنز و دادههای دماسنجی بهدستآمده از لایههای سرشار از کردیریت منطقه با آن کاملاً همخوانی دارند. ازآنجاییکه هیچکدام از فازهای جامد بهطور کامل مصرف نشدهاند، طرف نخست واکنش بهصورت پاراژنز نخستین در این میگماتیتها دیده میشود و ازاینرو، مقدار بیوتیت در آنها بسیار کاهش یافته است؛ اما بهطور کامل حذف نشده است. بسیاری از پژوهشگران نیز واکنشهای تحتاشباع از آب یا بی حضورِ شاره آزاد (Saki, 2011; Saki and Baharifar, 2012; Maraveneh, 2017) را عامل اصلی میگماتیتزایی منطقه دانستهاند. رویداد گسترده واکنشهای تحتاشباع از آب احتمال میگماتیتزایی گسترده با محوریت مطلق دگرگونی همبری (m2) را کاهش میدهد؛ زیرا همانگونهکه گفته شد شیستوزیته درون شیستهای نزدیک توده، زمینه مناسبی برای نفود آب و سیالهای توده به پهنه میگماتیتی فراهم کرده است؛ بهگونهایکه در صورت حضور، در هنگام میگماتیتزایی در واکنشهای ذوب دخالت کردهاند.
2- گرانیت پورفیرویید الوند با دمای بیشینة 800-750 درجه سانتیگراد و دمای دگرگونی همبری 570 درجه سانتیگراد (Sepahi, 1999) تا 580 درجه سانتیگراد (Sepahi et al., 2014) توان دمایی لازم برای فرایند ذوببخشی و میگماتیتزایی گسترده در منطقه را ندارد. هاله پلاژیوکلاز کلسیک پیرامون آندالوزیتهایی که با اسپینل و کردیریت دربرگرفته شدهاند (Baharifar, 2004) نیز بهصورت موضعی و محلی در مکانهای نزدیک به توده گسترش یافته است و نشانهای از نقش دگرگونی همبری در میگماتیتزایی در سراسر منطقه دانسته نمیشود.
3- فابریکهای میگماتیتی منطقه بسیار همانند میگماتیتهای ناحیهای تیپیک (Sawyer, 2013; Brown, 1994) هستند. دگرریختی ناشی از رفتار نیروهای زمینساختی و خطواره کانیایی ناشی از رشد سیلیمانیتها (Izadikian et al., 2010) که در اوج دگرگونی منطقه رشد کردهاند نشاندهنده نقش دگرگونی ناحیهای در هنگام میگماتیتزایی است. گسترش پهنه برشی (Jafari, 2007) و فعالیت گسل تراستی منطقه که هنگام دگرگونی ناحیهای روی داده است نیز در میگماتیتزایی اثر داشتهاند.
ازاینرو، گمان میرود دگرگونی ناحیهای نقش مهمتری در میگماتیتزایی منطقه سیمین داشته و دگرگونی همبری نقش تکمیلکننده بازی کرده و عامل اصلی ذوببخشی منطقه نبوده است. به گفته دیگر، دگرگونیهای ناحیهای و همبری در یک مقطع زمانی خاص بهصورت پیدرپی رفتار کرده و با تشدید شرایط دگرگونی، زمینه میگماتیتزایی در منطقه سیمین را فراهم کردهاند؛ اما در منطقه درهعمر، میگماتیتها در فاصلة گابروها و کردیریت هورنفلسها گسترش یافتهاند و تنوع ساختی، بافتی و کانیشناسی کمتری دارند. مجموعه کانیشناسی درهعمر همانند منطقه سیمین است؛ اما آندالوزیت تنها آلومینوسیلیکاتهای منطقه است و سیلیمانیت در زمینه این سنگها دیده نمیشود. ترکیب لوکوسوم بیشتر آلکالیفلدسپارگرانیتی است و گاه بیوتیت هم در لوکوسوم دیده میشود. قطرههای لوکوسوم به بزرگی چند میلیمتر تا چند سانتیمتر دیده میشوند (شکل 8- D) و نشانههای جریانیافتن مذاب در آنها دیده نمیشوند. در پاسخ به این پرسش که میگماتیتزایی منطقه درهعمر پیامد کدام یک از دو گروه دگرگونی (ناحیهای یا همبری) بوده است باید گفت که:
1- ازآنجاییکه مقدار آب و سیالهای درون توده گابرویی کم است، واکنشهای با حضور شاره آزاد بهتنهایی میگماتیتزایی نکردهاند و افزونبر آن واکنشهای بدون حضور شاره آزاد نیز روی دادهاند (Borzoei et al., 2013)؛
2- دادههای دمافشارسنجی میگماتیتهای درهعمر برای سنگهای با همرشدی بیوتیت– اسپینل نزدیک به 720 درجه سانتیگراد و برای سنگهای گارنت و کردیریتدار نزدیک به 800 درجه سانتیگراد بهدست آمده است (Borzoei et al., 2013). این دادههای دمافشارسنجی با شرایط رویداد واکنش شکست بیوتیت (Qtz+Bt+Als=Crd+Kf+Grt+Melt) برای سنگهای گارنت و کردیریتدار همخوانی دارد.
ازاینرو، برپایه دمای بالای واکنشهای یادشده که با دادههای دمافشارسنجی همخوانی دارد، دمای لازم برای میگماتیتزایی از توده گابرویی کناری که دمای 950 تا 1300 درجه سانتیگراد داشته، فراهم شده است (Sepahi et al., 2013).
نتیجهگیری
ویژگیهای صحرایی، سنگنگاری و شیمیایی نشاندهنده تبلور نسلهای متفاوت کانیهای استارولیت، بیوتیت و کردیریت در منطقه همدان هستند. این کانیها در پی فرایندهای گوناگون دگرگونی در زمانهای گوناگون و در طیف گستردهای از سنگهای دگرگونی هستهبندی و رشد کردهاند؛ بهگونهایکه ویژگیهای میکروسکوپی و دادههای بهدستآمده از تجزیه زمینشیمیایی و دمافشارسنجی برای نسل اول و نسل دوم آنها متفاوت است. برپایه حضور کانیهای نسل اول در طیف گستردهای از سنگهای دگرگونی ناحیهای منطقه، احتمالاً تبلور آنها در مسیر اوج دگرگونی آغاز شده و در اوج دگرگونی هم تثبیت شده است. نسل دوم آنها نیز پیامد دگرگونیهای همبری و دگرگونیهای برگشتی بوده است (در پی واکنشهایی که در بخش مربوطه برای پیدایش بیوتیتهای نسل دوم، استارولیتهای نسل دوم و مسکوویتهای ثانویه به آنها پرداخته شد). بیوتیتهای نسل دوم به مقدار چشمگیری از Ti فقیر هستند و دادههای دماسنجی آنها نیز با دماسنجی بیوتیتهای نسل اول، نزدیک به 100 الی150 درجه سانتیگراد تفاوت دارد. استارولیتهای نسل دوم نیز به مقدار چشمگیری از Zn سرشار هستند و تبلور آنها با نفوذ دایکهای آپلیتی و پگماتیتی در آندالوزیت/سیلیمانیت شیستها مرتبط است؛ زیرا محدود به منطقه همبری با آپلیتها و پگماتیتها و گرداگرد پورفیروبلاستهای آندالوزیت/سیلیمانیت هستند. کردیریتهای نسل اول و دوم نیز از دیدگاه ماکروسکوپی، میکروسکوپی و شیمیایی با هم تفاوت دارند و نسل دوم آنها از Fe سرشارتر است. دادههای دمافشارسنجی (برپایه ترکیب بیوتیتهای نسل اول و روش گارنت- بیوتیت) دمای 655 درجه سانتیگراد و فشار (برپایه سامانه GASP) 98/3 کیلوبار را نشان میدهند که در بازة دمایی و فشاری میگماتیتزایی هستند. دمافشارسنجی برای بیوتیتهای نسل دوم (به روش گارنت- بیوتیت) دمای 529 درجه سانتیگراد و فشار (در سامانه GASP) 98/2 کیلوبار را نشان میدهد. این دما و فشار با رویداد دگرگونی پسرونده همخوانی دارد. ازآنجاییکه چند دگرگونی (دستکم یک دگرگونی ناحیهای و دو دگرگونی همبری) روی داده است؛ عملکرد هر دوی آنها بستر خوبی برای میگماتیتزایی پدید آورده است؛ بهگونهایکه در کنار تودههای مافیک، میگماتیتزایی از دگرگونی همبری ناشی از دمای توده (m1) تاثیر پذیرفته است و در کنار تودههای اسیدی، افزونبر گرمای توده فلسیک، دگرریختی ناشی از گسترش پهنههای برشی و افت فشار ناشی از گسلهای تراستی میگماتیتزایی را آسان کردهاند. با این حال، درباره اینکه آیا تودههای مافیک و فلسیک همزمان با اوج دگرگونی ناحیهای تزریق شدهاند یا نخست یک دگرگونی ناحیهای روی داده است و سپس تودهها تزریق شده و آشفتگی گرمایی پدید آوردهاند و اینکه آیا آشفتگی گرمایی بعدی نیز به مرحله ذوببخشی رسیده است یا نه، همچنان ابهام وجود دارد. در حقیقت، چهبسا در برخی مناطق (مانند: منطقه سیمین) میگماتیتزایی در بیش از یک مرحله رخ داده باشد.
)